SEV

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F. Javier Sánchez San Román. Dpto Geología Universidad Salamanca. España http://web.usal.es/javisan/hidro -1- 
Prospección geofísica: Sondeos Eléctricos Verticales 
Introducción 
Todas las técnicas geofísicas intentan distinguir o reconocer las formaciones geológicas que 
se encuentran en profundidad mediante algún parámetro físico, por ejemplo en sísmica por la 
velocidad de transmisión de las ondas o en prospección eléctrica por la resistividad. 
Existen diversas técnicas geofísicas eléctricas o electromagnéticas que miden la resistividad 
de los materiales, o en algún caso su inverso, la Conductividad. Algunas de estas técnicas son más 
modernas y mucho más precisas, pero los Sondeos Eléctricos Verticales se siguen utilizando por su 
sencillez y la relativa economía del equipo necesario. 
El objetivo en nuestro caso será delimitar varias capas en el subsuelo, obteniendo sus 
espesores y resistividades. En una segunda etapa de interpretación, se intentará identificar el tipo 
de roca de acuerdo con el valor de su resistividad. 
Fundamentos de Electricidad 
Carga eléctrica. Campo eléctrico 
Una carga eléctrica (positiva o negativa) genera a su alrededor un campo eléctrico que atrae 
a otras cargas de signo contrario y repele a las cargas de su mismo signo. La fuerza con que el 
campo repele o atrae una carga unitaria se denomina Intensidad de campo 
Si existen varias cargas 
eléctricas, la fuerza con que 
una carga q es atraída o 
repelida se obtendrá sumando 
los vectores debidos a cada 
uno de los campos existentes 
La unidad de carga 
eléctrica es el culombio 
Potencial eléctrico, diferencia de potencial 
Potencial de un campo eléctrico en un punto es el trabajo que realiza el campo para repeler 
una carga de 1 culombio hasta el infinito (o el que tendríamos que realizar para llevarla desde el 
infinito hasta ese punto contra las fuerzas del campo). 
Diferencia de potencial entre dos puntos de un campo eléctrico es el trabajo que hay que 
realizar para mover una carga de 1 culombio de un punto a otro contra las fuerzas del campo (o el 
trabajo que hace el campo para mover una carga de un punto a otro) 
Unidad: Voltio. Entre dos puntos de un campo eléctrico hay una diferencia de potencial de 1 
voltio cuando hay que efectuar un trabajo de 1 julio para mover 1 culombio de un punto a otro (o 
el trabajo que efectúa el campo para mover dicha carga). 
Superficies equipotenciales 
Son el lugar geométrico de los puntos que tienen el mismo potencial. Aunque se trata de 
superficies tridimensionales, cuando hacemos una representación en un papel (simplificamos la 
realidad tridimensional a las dos dimensiones del dibujo), la traza de la superficie equipotencial 
sobre el papel es lo que llamamos línea equipotencial. 
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En la figura 2 se aprecia que las líneas de fuerza (intensidad del campo) y las líneas 
equipotenciales son prependiculares, como en cualquier red de flujo. 
Flujo eléctrico: Intensidad 
Si existen cargas eléctricas libres en un campo eléctrico, se moverán empujadas por las 
fuerzas del campo. La medida de este flujo de cargas eléctricas es la intensidad. 
Unidad: amperio. Se dice que por una sección está circulando una intensidad de un amperio 
cuando está pasando un culombio por segundo. 
Resistencia eléctrica. Resistividad. Ley de Ohm 
Experimentalmente se demuestra que la intensidad de corriente que atraviesa un cuerpo por 
unidad de sección es linealmente proporcional al gradiente del potencial (ΔV/Δl)1. Por tanto, para 
una sección cualquiera, será: 
VIntensidad C . Sección . 
l
Δ
=
Δ
 (1) 
donde la constante de proporcionalidad, C, es la Conductividad del material. 
Por otra parte, la Resistencia (R) que opone un cuerpo al paso de la corriente eléctrica es 
directamente proporcional a la longitud e inversamente proporcional a la sección. La constante de 
proporcionalidad lineal ρ (ro) es la resistividad, un parámetro característico de cada material. 
Sección
longitud R ρ= (2) 
Como la Conductividad (C) es el inverso de la resistividad (ρ): 
1 lR . 
C Sección
Δ
= (3) 
Despejando C en (3) y sustituyendo su valor en (1) obtenemos: 
R
VIntensidad Δ= (4) 
 Unidad de resistencia: ohmio (Ω). Un cuerpo ofrece una resistencia de 1 ohmio cuando 
sometido a una diferencia de potencial de 1 voltio circula a través de él una intensidad de corriente 
de 1 amperio (Ver expresión (4)) 
A partir de (2) obtenemos las unidades de ρ, que son Ω . m (ohmios . metro) 
 
 
1 Esto es análogo a la Ley de Darcy en la que el caudal de agua es linealmente proporcional al gradiente 
hidráulico 
Fig 2. Campo eléctrico 
tridimensional creado por 
dos cargas iguales y de 
signo contrario. Similar a 
éste será el campo generado 
al realizar un Sondeo 
Eléctrico 
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Ejemplo.- 
La figura 3 representa un 
bloque de arenisca cuya resistividad 
queremos medir. La sección es 
cuadrada de 20x20 cm. Hacemos 
pasar una corriente eléctrica que 
medimos con el amperímetro (5 
mA). En dos puntos situados a una 
distancia de 50 cm. medimos una 
diferencia de potencial de 100 mV. 
Calcular la resistividad (ρ) de esa 
arenisca. 
Solución: 
Aplicamos (4): R = 100 mV / 5 mA = 20 Ω 
Esto quiere decir que la parte del bloque situada entre los dos polos del voltímetro ofrece una 
resistencia de 20 ohmios 
Aplicamos (2) : 20 Ω = ρ (0,5 m / 0,04 m2) 
ρ = 16 Ω . m 
Resistividad de los materiales naturales 
La resistividad en los materiales naturales varía desde 10-8 en los metales nativos hasta 1015 
en micas (perpendicularmente a la foliación). 
Los valores de la resistividad en una roca están determinados más que por su composición 
mineralógica, por el agua que contienen, fundamentalmente por la porosidad y por la salinidad del 
agua (más salinidad implica mayor conductividad). 
Todo ésto hace que la resistividad de cada tipo de roca presente una gran variabilidad. En 
general, en el campo encontraremos valores de este orden: 
• Rocas ígneas y metamórficas inalteradas: > 1000 Ω.m 
• Rocas ígneas y metamórficas alteradas, o fuertemente diaclasadas: 100 a 1000 Ω.m 
• Calizas y areniscas: 100 a más de 1000 Ω.m 
• Arcillas: 1 a 10 Ω.m 
• Limos: 10 a 100 Ω.m 
• Arenas: 100 a 1000 Ω.m 
• Gravas: 200 a más de 1000 Ω.m 
Es importante que en materiales detríticos la resistividad aumenta con el tamaño de grano. 
Por tanto, en una investigación hidrogeológica en materiales detríticos, buscaremos resistividades 
elevadas que indican los materiales más gruesos, mayor permeabilidad. 
En rocas compactas (en general las que deben su permeabilidad a la posible fisuración) 
buscaremos las resistividades más bajas, que indicarán las zonas en que la formación presente la 
mayor fracturación y/o alteración. En este caso también puede que las zonas o niveles de menor 
conductividad tampoco sean permeables si los planos de fracturación han sido colmatados por 
arcillas de alteración. 
En una región determinada, la experiencia nos indicará qué valores concretos de resistividad 
presenta cada una de las formaciones. En otras ocasiones, estos valores pueden obtenerse de 
diagrafías o realizando Sondeos Eléctricos en el mismo punto donde exista una perforación de la 
que conozcamos la columna litológica ("SEV paramétricos"). 
Fig 3
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Medida de la resistividad en un punto. Resistividad aparente 
Supongamos que introducimos una corriente de 
intensidad I en el suelo en un punto A, y mediante la Ley de 
Ohm calculamos la resistencia, R, que opone al paso de esa 
corriente un casquete (semiesférico) de radio r y espesor dr. 
Aplicando (2): 
22s r
dr
ección
longitudR
π
ρρ == (5) 
Aplicando la expresión (4):I . RdV =− (6) 
Y sustituyendo en (6) el valor de R por el obtenido en (5): 
I .
2 2r
drdV
π
ρ=− (7) 
Integrando, resulta: 
2
IV
r
ρ
π
= (8) 
 
Para introducir esa corriente, debe 
existir otro electrodo B, por lo cual el 
potencial generado en el punto M será 
igual al producido por A menos el 
producido por B. Aplicando dos veces 
la expresión (8) y restando, obtenemos 
el potencial en el punto M: 
BM
I 
AM
I VM π
ρ
π
ρ
22
−= (9) 
Pero en la práctica no medimos el potencial en un punto (para éso habría que situar uno de los 
polos del voltímetro en el infinito) 
sino que medimos la diferencia de 
potencial entre dos puntos M y N . 
Aplicando la expresión (9) al punto 
N resulta: 
BN
I 
AN
I VN π
ρ
π
ρ
22
−= (10) 
 
Por tanto, la diferencia de potencial entre los puntos M y N será: 
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛ +−−=−
BNANBMAM
IVV NM
1111
2
 
π
ρ (11) 
Despejando la resistividad ρ: 
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛ +−−
Δ
=
BNANBMAM
I
V
1111
2 πρ (12) 
Simplificando, y llamando K a la segunda fracción, resulta la fórmula que se utiliza en el 
campo en cada medida: 
I
A rdr
A BM N
I
A r BM
I
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K 
I
VΔ
=ρ (13) 
 La constante K se 
denomina coeficiente 
geométrico del 
dispositivo, porque 
depende solamente de 
las distancias entre los 
cuatro electrodos. Si se 
trabaja con distancias 
predeterminadas, los 
valores de K ya se 
llevan calculados. 
Para deducir la 
fórmula (13) no hemos 
necesitado suponer que los 
electrodos A, B, M y N 
estén en una disposición especial, de modo que, colocándolos en cualquier posición (ver figura7), 
para obtener la resistividad del subsuelo, simplemente hay que dividir la lectura del voltímetro por 
la lectura del amperímetro y multiplicar por K. 
El valor de ρ obtenido sería la resistividad real del terreno si éste fuera homogéneo, pero es 
habitual que la ρ obtenida sea una mezcla de las resistividades de diversos materiales. Por tanto, lo 
denominamos resistividad aparente (ρa). 
Dispositivos electródicos 
En la figura anterior se ha representado los cuatro electrodos dispuestos aleatoriamente. A 
pesar de ello, aplicando la fórmula (12) obtendríamos correctamente la resistividad del terreno. En 
el trabajo real, los cuatro electrodos se colocan con una estructura determinada, es lo que se 
denomina "dispositivo electródico". 
Los más utilizados 
disponen los cuatro 
electrodos alineados y 
simétricos respecto del 
centro, aunque hay otros 
dispositivos en que no están 
alineados. 
En el dispositivo Schlumberger la distancia MN es pequeña en relación con AB, 
generalmente AB/5 > MN > AB/20. En la práctica MN se mantiene tan pequeño como sea posible 
siempre que se puedan conseguir lecturas correctas del voltímetro. 
El dispositivo Wenner, más utilizado en países anglosajones, mantiene idénticas las tres 
distancias: AM = MN = NB, de modo que si se mueven A y B, también hay que mover M y N. 
Para el dispositivo Schlumberger, K (ecuación 13) se siplifica a: K = π (AM . AN / MN) 
Sondeos eléctricos y calicatas eléctricas 
Ya indicamos que si el subsuelo se compone de formaciones de diferentes resistividades, la 
medida que realizamos de resistividad no corresponde a ninguna de ellas, sino que tendrá un valor 
intermedio. 
Fig 7.- Medida de la resistividad aparente. Los cuatro electrodos 
aparecen dispuestos de modo aleatorio 
A M N B
A M N B
O
O
Schlumberger
Wenner
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Básicamente, existen dos estrategias para deducir la estructura del subsuelo con una serie de 
medidas sucesivas de ρa. 
Si mantenemos el punto central (O) y 
vamos abriendo sucesivamente la distancia 
AB, la corriente eléctrica atravesará cada 
vez a mayor profundidad. Los sucesivos 
valores de ρa que vamos obteniendo 
corresponden a profundidades cada vez 
mayores, por lo que decimos que estamos 
realizando un Sondeo Eléctrico Vertical. En 
el esquema de la figura adjunta se aprecia 
que la profundidad de investigación va 
aumentando según pasamos de AB a A'B' y 
a A''B'' 2. 
En cambio, en la figura 
10, apreciamos que si 
mantenemos la apertura AB y 
movemos lateralmente todo 
el dispositivo, la profundidad 
de investigación se 
mantendrá aproximadamente 
constante, e investigaremos 
las variaciones laterales del 
terreno, por lo que decimos 
que estamos realizando una 
calicata eléctrica3 
Realización de un SEV. Curva de resistividad aparente 
Vamos a referirnos en adelante a Sondeos Elécricos realizados mediante el dispositivo 
Schlumberger, abreviadamente SEV. 
Las distancias a las que se sitúan los 
electrodos dependen de los objetivos planteados y 
del modo de trabajo del investigador. Por ejemplo, 
si queremos investigar hasta una profundidad de 
150 metros, el SEV podría empezar con AB/2= 2 
metros y terminar en AB/2= 300 metros, realizando 
en ese intervalo de 15 a 25 medidas de resistividad 
aparente. Las distancias se van espaciando de modo 
que al representarse en escala logarítmica queden 
equidistantes. 
Las resultados se representan en un gráfico 
logarítmico: en abcisas la distancia AB/2 de cada 
medida, y en ordenadas la resistividad aparente de 
cada punto. Esta curva es la que vamos a interpretar 
 
2 Se trata de un esquema conceptual, excesivamente simplista, ya que la corriente no se limita a las tres franjas 
indicadas, sino que, en cada una de las tres etapas el flujo eléctrico discurriría desde la misma superficie hasta una 
profundidad mayor de la dibujada y sin un límite fijo. 
3 De nuevo la descripción es didácticamente simplista, el asunto es más complejo. 
?
?
?
A'' A' A B B' B''O
Fig 10. Esquema simplificado de una calicata eléctrica
Fig 9. Esquema simplificado de un Sondeo Eléctrico: A 
medida que se abre la distancia AB, aumenta la 
profundidad de investigación 
Fig 11. En el campo se va representando 
cada medida en un gráfico como éste 
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para conseguir los espesores y resistividades de las formaciones geológicas de la zona en que 
hemos realizado el SEV 
Cortes geoeléctricos. Nomenclatura 
Un SEV puede realizarse sobre cualquier combinación de formaciones geológicas, pero para 
que la curva de resistividad aparente obtenida sea interpretable, el subsuelo debe estar formado por 
capas horizontales y homogéneas. En muchos casos la realidad se acerca lo suficiente a esta 
descripción teórica como para que los resultados sean aprovechables. En otros casos, el 
procedimiento no es aplicable. 
Un corte geoeléctrico de n capas se compone de los siguientes datos: n valores de resistividad 
y n-1 espesores (no se conoce el espesor de la última capa). 
Cortes de dos capas 
Solamente pueden presentarse dos posibilidades: ρ1 > ρ2 y 
ρ1 < ρ2 . No reciben nomenclatura específica. 
Supongamos un ejemplo del primer caso: 
ρ1 =100 Ω.m (Arenas) 
ρ2 =20 Ω.m (Limos) 
Si comenzamos la realización de un SEV, supongamos que en la primera medida el flujo 
electrico pasa solamente por la primera 
capa, y obtendríamos una ρa igual a la ρ1 de 
la primera capa: 100 Ω.m. Al realizar la 
segunda medida, parte del flujo eléctrico 
pasaría por la segunda capa, por lo que el 
valor de ρa obtenido estaría entre 100 Ω.m y 
20 Ω.m , por ejemplo 96 Ω.m. A medida 
que fuéramos abriendo la distancia AB, la 
corriente iría circulando a profundidad 
creciente, por lo que cada vez sería mayor la 
fracción del flujo eléctrico que circularía por la capa de 20 Ω.m. Consecuentemente, los valores de 
ρa siempre estarían entre 100 
Ω.m y 20 Ω.m, pero se irían 
acercando asintóticamente a 20 
Ω.m a medida que fuéramos 
abriendo AB. Por tanto, 
obtendríamos en el campo una 
curva como la que se muestra 
en la figura 13. 
Cualquier otro corte 
geoeléctrico enque ρ2 = ρ1/5 
(por ejemplo: ρ1 =600 Ω.m ; ρ2 
=120 Ω.m.) nos proporcionará 
exactamente la misma curva, 
simplemente situada más arriba 
Figura 14.- Posibles curvas de 
resistividad aparente que 
obtendríamos sobre dos capas, 
siendo ρ1=100 Ω.m y E1= 3 metros 
Fig 13
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o más abajo en el gráfico, pero la curva sería idéntica. 
Si mantenemos el valor de ρ1 del ejemplo anterior (100 Ω.m) y pensamos que la resistividad 
de la segunda capa puede presentar cualquier valor, las infinitas posibilidades se representan en la 
figura 14. 
 Variación de la curva con el espesor de la primera capa 
Recordando los datos del 
ejemplo (ρ1 =100 Ω.m ; ρ2 =20 
Ω.m) vemos que todos los cortes 
con esas dos resistividades tienen 
que generar la misma curva: 
partiendo del 100 ira bajando 
lentamente hacia 20 a medida que la 
corriente va circulando a mayor 
profundidad. 
Si el espesor de la primera capa 
es mayor la curva comenzará a bajar más tarde, es decir: será necesario abrir más los electrodos 
AB para que la corriente comience a circular por la capa inferior 
Cortes de tres capas 
Supongamos que bajo las dos 
capas del ejemplo anterior existe una 
tercera de mayor resistividad (600 
Ω.m). En ese caso, cuando la curva 
que vimos estuviera bajando desde 100 
hacia 20, en algún momento 
comenzará a subir hacia 600. Esto será 
debido a que cuando el flujo eléctrico 
circule a suficiente profundidad, una 
parte comenzará a atravesar la 
formación más profunda de 600 Ω.m, 
por lo que el valor medio que calculamos en superficie debe aumentar. 
Cuando el subsuelo se compone de tres capas, se admiten cuatro posibilidades: 
Tipo H.- La segunda es la menos resistiva de las tres, es decir: ρ1 > ρ2 < ρ3 . 
Tipo K.- La segunda es la más resistiva de las tres, es decir: ρ1 < ρ2 > ρ3 . 
Tipo A.- La resistividad va aumentando con la profundidad, es decir: ρ1 < ρ2 < ρ3 . 
Tipo Q.- La resistividad va disminuyendo con la profundidad, es decir: ρ1 > ρ2 > ρ3 . 
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 Variación de la curva 
con el espesor de la segunda 
capa 
Supongamos esa misma 
combinación de resistividades 
(100-20-600) y vamos a 
considerar cómo varía la curva 
obtenida si el espesor de la 
segunda capa fuera mayor. La 
curva resultante igualmente 
comenzaría a bajar de 100 hacia 
20 para subir finalmente hacia 
600 Ω.m., pero tardaría más en 
empezar a subir hacia ρ3 . En la 
figura 18 vemos las posibles 
curvas que se generarían sobre 
cortes geoeléctricos 100-20-600 
Ω.m. Se obtendrían curvas 
exactamente iguales sobre cortes 
de tres capas en que las tres resistividades guarden la relación 1- 0,5 - 6 
Cortes de cuatro y más capas 
Un corte geoeléctrico de cuatro o más capas se 
descompone en intervalos de 3 en 3, dándole la 
nomenclatura correspondiente a cada tramo de 3. Por 
ejemplo, en la figura 19 vemos que las tres primeras 
forman un tipo H. La 2ª, 3ª y 4ª dan lugar a un tipo K (la 
del medio es la mayor de las tres) y, finalmente, las capas 
3ª, 4ª y 5ª son de tipo Q. 
Por tanto, el corte completo, una vez interpretado se 
diría que es de tipo HKQ. 
Este corte generaría la curva de resistividad aparente 
que se presenta en la figura 20. Se aprecia que inicialmente bajaba de 145 hacia 38 Ω.m cuando 
comenzó a subir hacia 260 Ω.m. Hubiera continuado siguiendo la línea de puntos si la 3ª capa 
hubiera sido de espesor infinito, pero cuando la corriente empieza a circular por la 4ª capa, la curva 
comienza a bajar hacia 
65 Ω.m, para, 
finalmente, comenzar 
una bajada más 
pronunciada hacia 30 
Ω.m 
Con estos cinco 
valores de resistividad 
del ejemplo pueden 
obtenerse curvas 
distintas a la 
presentada, 
dependiendo de los 
espesores de las cuatro 
primeras capas. 
145 Ω.m
38 Ω.m
260 Ω.m
65 Ω.m
30 Ω.m
Q
K
H
Fig 18.- Variación de la curva con el espesor de la segunda capa 
(Los valores 10, 15,...serían E2 en metros, siendo siempre E1=3 
metros) 
Fig 19
Fig 20 Curva de resistividad aparente obtenida realizando un SEV 
sobre el corte geoeléctrico representado en la figura 19 
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Interpretación de las curvas de resistividad aparente 
Antes de interpretar una curva cuantitativamente se debe razonar cualitativamente el número 
de capas y la nomenclatura del corte, siguiendo un proceso similar al que utilizábamos para 
explicar la figura 20. 
La primera fase de la interpretación consiste en conseguir el corte geoelétrico, formado por 
espesores y resistividades. Esto puede realizarse superponiendo la curva obtenida en el campo a 
gráficos patrón o mediante programas de ordenador. 
La segunda fase de la interpretación es convertir el corte geoeléctrico en un corte geológico. 
Esta etapa precisa de un conocimiento geológico de la región, pues ya hemos comentado que, 
aunque intentamos reconocer las formaciones por su resistividad eléctrica, un valor determinado, 
por ejemplo 100 Ω.m puede corresponder a diversos tipos de roca. Esta incertidumbre puede 
solucionarse si se han realizado en la zona otros SEV en lugares en que se disponga también de 
datos geológicos. De este modo se habrá tomado nota de una equivalencia entre litologías y 
resisitvidades en esa zona. 
Posibles ambigüedades en la interpretación 
A partir de un corte geoelécrico sólo se puede obtener una sola curva de resistividad aparente. 
El proceso de cálculo teórico de la curva es complejo, se realiza con ordenador, pero de un corte se 
deduce una única curva. 
En sentido inverso, a partir de una curva de resistividad aparente, y en determinadas 
circunstancias podemos interpretar varios cortes geoeléctricos diferentes. Básicamente ésto se 
explica mediante el Principio de Equivalencia y el Principio de Supresión. Para ello debemos 
conocer estos conceptos: 
Resistencia Transversal es producto del espesor de una capa por su resistividad: 
Ti = ρi . Ei 
Conductancia Longitudinal es el cociente de dividir el espesor de una capa por su 
resistividad: 
Si =. Ei / ρi 
 
Principio de Equivalencia 
Una capa mas resistiva que las adyacentes (tipo K y combinaciones), con T grande y S 
pequeño, puede producir el mismo efecto en el SEV que otra capa con valores diferentes de ρ y E 
pero con la misma T. (ver figura 22) 
O bien: Una capa mas conductora que las adyacentes (tipo H y combinaciones), con un valor 
de T pequeño y S grande, puede producir el mismo efecto en el SEV que otra capa con diferentes 
E y ρ pero con el mismo S. 
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 Principio de Supresión 
Una capa delgada, con una resistividad intermedia entre las adyacentes (tipos Q y A y sus 
combinaciones) puede pasar desapecibida en la interpretación (figura 23) 
Otras posibles interpretaciones 
Mapas de Resistencia Transversal 
Se pueden utilizar en áreas con materiales detríticos para situar las sonas óptimas para 
captación de agua subterránea. 
Si en un área se han realizado muchos SEV, puede calcularse para cada uno de ellos el 
sumatorio de la Resistencia Transversal de todas las capas interpretadas: 
T = Σ ρi . Ei 
Situando todos los valores de T de cada SEV sobre un mapa, se pueden trazar isolíneas de 
resistencia transversal. 
En una zona de materiales detríticos, existe una proporción directa entre la Resistencia 
Transversal y la transmisividad de la formación (casualmente también representada con la letra T). 
Ya hemos visto que una ρi mas elevada indica los detríticos más gruesos, o sea mayor 
permeabilidad. Y, al igual que la Transmisividad tiene en cuenta el producto permeabilidad x 
espesor, la Resistencia Transversal considera conjuntamente la ρ y el espesor de las capas. 
Figura 22.- Principio 
de Equivalencia: 
puedengenerarse 
curvas muy similares 
con diferentes valores 
de la 2ª capa, siempre 
que el producto ρ . E 
sea constante 
Figura 23.- Principio 
de Supresión: la capa 
de 2 m de espesor y 
resistividad intermedia 
pasa desapercibida 
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Interpretación de rupturas en las curvas 
Al margen de la interpretación clásica ya explicada (conseguir un corte geoeléctrico a partir 
de la curva de ρa), algunos autores han cuantificado la relación entre escalones o picos que 
aparecen en las curvas, y discontinuidades en el terreno que presentan interés como acuíferos. 
En rocas compactas, se ha encontrado una relación empírica entre escalones o rupturas en las 
curvas de resistividad aparente y la profundidad a la que las perforaciones encontraban 
discontiuidades en la roca que proporcionaban un caudal apreciable. (Ballukraya et al., 1983). En 
la Figura 24 se esquematiza uno de estos escalones. De un modo empírico, y hasta una 
profundidad de 50 metros, señalan que la distancia AB/2 a la que aparece el escalón es similar a la 
profundidad real a la que la perforación encontró un nivel acuífero. 
Hemos comprobado esta correlación en granitos (Sánchez, 1985, 1987) hasta una 
profundidad mayor, pero es evidente que el razonamiento a la inversa no tiene por qué ser cierto; 
es decir: una discontinuidad en la roca compacta puede originar una ruptura en la curva, pero una 
ruptura en la curva puede haber sido generada por otras causas, como variaciones laterales. 
Bibliografía 
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Salm. XX: 127-136. 
Sánchez, F.J. ; M.A. de Andrés, y I. Tardáguila (1987).- Prospección hidrogeológica en rocas ígneas y metamórficas 
mediante Sondeos Eléctricos Verticales . Hidrogeología y Recursos Hidráulicos, XI: 557-566. 
Fig 24 
Izquierda (Ballukraya et al., 1983) Los círculos 
indican rupturas de la curva que tenían 
relación con niveles acuíferos. 
Derecha (Sánchez et al. 1987) Los triángulos 
negros indican la profundidad a la que se 
encontró un nivel acuífero y que coincide 
aproximadamente con la distancia AB/2 a la 
que aparece la ruptura